Кайнозойский рифтогенез в континентальной литосфере

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

Кайнозойский рифтогенез в континентальной литосфере

Н.А. Логачев, С.В. Рассказов, А.В. Иванов,

К.Г. Леви, А.А. Бухаров, С.А. Кашик, С.И. Шерман

Это направление исследований является для Института традиционным, и его существо составляют комплексные геолого-геофизические исследования Байкальского рифта, ставшие частью крупных международных проектов и программ, начиная со второй половины 60-х годов, когда было развернуто целенаправленное изучение кайнозойских континентальных рифтовых зон мира по проекту "Верхняя мантия Земли”. В 70-е и 80-е годы эта тематика, расширяясь географически и обогащаясь с ростом инструментальной вооруженности новыми методами исследований, сохраняла свою актуальность и входила составной частью в международный “Геодинамический проект” (Рабочая группа № 4 - континентальные и океанические рифты) и в сменившую его в начале 80-х гг. международную программу “Литосфера” (Рабочая группа № 3 - внутриплитные явления).

Введение и общие замечания

В общей международной кооперации по изучению континентальных рифтовых зон мира исследования Байкальского рифта являлись национальным вкладом Советского Союза и в выполнение указанных выше программ, пользовавшихся неизменной поддержкой Международного союза геодезии и геофизики (в большей мере) и Международного союза геологических наук (в меньшей мере). До 1988 г. главными исполнителями исследований в Байкальском рифте были Институт земной коры, Институт геологии и геофизики СО РАН и ГГП “Иркутскгеофизика”. По существу усилиями этих трех организаций обеспечивалось получение новых данных фундаментального характера о строении, геологической истории и геодинамике Байкальского рифта. В силу географической близости и давних традиций изучения этого объекта Институт земной коры СО РАН выступал в качестве ведущей организации. Не случайно поэтому его сотрудники Н.А. Флоренсов, Н.А. Логачев, Ю.А. Зорин входили в состав рабочих групп “Геодинамического проекта” и программы “Литосфера”. Наибольший срок членства в этих координационных группах у Н.А. Логачева (1973-1990 гг.), который в 1985-1988 гг. являлся вице-президентом Рабочей группы № 3 (внутриплитные явления).

В конце 80-х гг. с ростом открытости в СССР Байкальский рифт становится объектом внимания международного научного сообщества. В 1988 г. по соглашению между Академией наук СССР и Национальной Академией наук США крупными группами специалистов обеих стран проведено сравнительное изучение рифтов Рио Гранде и Байкальского, результаты которого опубликованы (Lipman et al., 1989; Logatchev, 1989). Этот первый рабочий контакт с американскими специалистами по континентальному рифтогенезу был несомненно плодотворным, хотя и не получил крупномасштабного продолжения. Однако он стал прологом успешного взаимодействия С.В. Рассказова с учеными Массачусетского технологического института, Смитсоновского института и Федерального центра Геологической службы США в Рестоне по проблемам петрологии, геохимии и геохронологии базальтового вулканизма Байкальской рифтовой зоны, которое по существу продолжается до сих пор.

В 90-х гг. масштабы международного сотрудничества по проблеме континентального рифтогенеза значительно расширились. На основе соглашения между Сибирским отделением АН СССР и Министерством науки Бельгии в течение 1990-94 гг. учеными ИЗК СО РАН и Геологического отдела Королевского музея Центральной Африки выполнены исследования по проекту CASIMIR (Comparative Analysis of Sedimentary Infill Mechanisms in Rifts - сравнительный анализ механизмов осадочного наполнения в рифтах) в Байкальской рифтовой зоне и в Западной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы, главным образом в районе впадин Малави, Руква и Гаганьика. В 1995-96 гг. сравнительное изучение этих двух классических полигонов рифтогенеза было продолжено по проекту "Тектоника континентальных рифтов и эволюция осадочных бассейнов”, поддержанному INTAS. В круг участников работ по обоим названным проектам с российской стороны в 1994 г. вошел ОИГГиМ СО РАН, предложивший в качестве дополнительного исследовательского полигона район Телецкого озера и кайнозойские впадины Горного Алтая. С европейской стороны круг участников также расширился за счет вовлечения отдельных специалистов из Голландии и Германии. Нужно сказать, что российско-бельгийское сотрудничество по проблемам рифтогенеза имело наиболее устойчивый характер как в смысле непрерывности исследований, так и по объемам финансирования, чему в немалой степени способствовала организаторская деятельность профессора Я. Клеркса, заведующего Геологическим отделом Королевского музея Центральной Африки.

В 1991 г. началось сотрудничество с Институтом геомеханики Китайской академии геологических наук по теме “Сравнительное изучение сходства и тектонической активности рифтовых систем Фэн-Вэй и Байкала”. Это сотрудничество выразилось в проведении совместных полевых исследований в юго-западной части Байкальского рифта и на северо-восточной (впадина Датунг) и юго-западной (впадина Вэйхэ) оконечностях рифтовой зоны Фэн-Вэй, а также в постановке модельных экспериментов в лаборатории тектонофизики ИЗК и в подготовке доклада на XXIX сессию Международного геологического конгресса в Киото, Япония (Qui Shengqin, Logatchev, 1992). К сожалению, из-за финансовых и организационных трудностей российско-китайская кооперация по сравнению двух полигонов кайнозойского рифтогенеза в Азии - Байкальского и Фэн-Вэй (Шанси) была временно приостановлена, хотя у Института геомеханики КАГН и у руководителя этих работ с китайской стороны профессора Цуй Шеньциня имеется стремление продолжить сотрудничество, о чем нам было заявлено во время XXX сессии Международного геологического конгресса в Пекине (август 1996 г.).

В 1991 г. по договоренности между ИЗК СО РАН и ИФЗ РАН, с одной стороны, и Калифорнийским (Лос-Анджелес) и Висконсинским (Мэдисон) университетами США были начаты работы по проекту "Телесейсмическая томография мантии Байкальского рифта”. В течение летних сезонов 1991 и 1992 гг. проведена регистрация телесейсмических событий на временных сетях и профилях цифровыми сейсмическими станциями. Обработка и интерпретация записей удаленных землетрясений и взрывов, выполненные в 1992-95 гг., дали возможность впервые построить томографическую модель мантии под собственно Байкальским рифтом и смежными с ним Сибирским кратоном и Забайкальем, включая Северную Монголию. Со стороны ИЗК эти исследования выполнялись лабораторией комплексном геофизики во главе с Ю.А. Зориным. В итоге были существенно уточнены представления о строении и физическом состоянии недр в регионе до глубины 200-300 км, что поставило Байкальский рифт по изученности вровень с другими зонами континентальное рифтогенеза - Кенийской, Рио Гранде и Рейнской, где телесейсмическая томография осуществлялась в предыдущем десятилетии и в начале 90-х гг. (Tectonophysics, vol. 197, №2-4, 1991; vol. 208, № 1-3, 1992; vol. 236, № 1-4, 1994).

В 1990 г. началось и продолжается доныне сотрудничество с Лабораторией подводной геодинамики университета имени П. и М. Кюри, Париж-6, расположенной в Виллафранше (возле Ниццы), по сейсмодинамике и сейсмичности Байкальской рифтовой зоны. С французской стороны эти исследования осуществлялись Ж. Девершером и его молодым сотрудниками в тесном взаимодействии с лабораторией физики землетрясений (ныне лаборатория сейсмологии), возглавлявшейся кандидатом ф.-м. наук А.В. Солоненко, погибшим в авиакатастрофе под Иркутском 3 январе 1994 г. Эти исследования увенчались рядов публикаций в международных и отечественных изданиях и явились базой подготовь двух докторских диссертаций молоды» французскими специалистами Фредерик Удро и Кэрол Пети.

В 1994 г. сотрудничество трансформировалось в новый проект “Изучение активных деформаций (современных движений) в Байкальском рифте на основе применения методов сейсмотектоники и GPS - геодезии”. Впервые в Сибири создана сеть из 13 станций спутниковых наблюдений, охватывающая центральную и юго-западную части Байкальской рифтовой зоны, и на этих станциях проведены трехкратные измерения показаний (1994-1996 гг.), позволившие установить довольно высокий уровень точности созданной геодезической сети. Реальные результаты относительно перемещений литосферных блоков в пределах полигона могут быть получены в результате многолетних повторных наблюдений. Предполагается расширить эту сеть в Северную Mонголию с охватом терминальных рифтовых впадин (Хубсугул, Дархат), зоны Болнайского сдвига и северного крыла Хангайского поднятия.

В 1990-91 гг. выполнен ряд погружений обитаемых аппаратах “Пайсис” Института океанологии РАН для изучения стратиграфии, морфологии и структуры кайнозойской толщи и фундамента Байкальской впадины. В части, касающейся геологии фундамента, ведущая роль принадлежала А.А. Бухарову, выполнившему в общей сложности 11 погружений и подготовившему вместе с В.А. Фиалковым (Байкальский музей СО РАН) книгу “Геологическое строение дна Байкала: взгляд из "Пайсиса” (1996). Следует отметить, что ни в одном другом рифтовом озере мира подобные исследования не выполнялись, за исключением оз. Таганьика, в северной части которого французскими учеными с помощью подводных аппаратов проведено изучение очагов подводной термальной разгрузки на глубине первых десятков и сотен метров. Байкал в этом смысле (более 40 погружений, включая глубоководные с достижением максимальной глубины 1637 м) становится премьером среди всех рифтовых озер на материках.

Важное значение для выяснения мощности и внутренней структуры осадочного наполнения впадины оз. Байкал имело многоканальное и одноканальное сейсмическое профилирование, выполненное разными научными группами. Особый интерес представляют результаты многоканального профилирования, проведенного Институтом океанологии РАН в 1989 г. (А.Я. Гольмшток, Л.П. Зоненшайн и др.). Последующая совместная обработка профильных записей российскими и американскими специалистами в Атлантическом отделении морской геологии Геологической службы США в Вудс Холе позволила получить первое представление о строении осадочной толщи, ее рассеченности множеством разломов (преимущественно сбросов) разной амплитуды, а также характере изменений мощности осадочного наполнения и морфологии кристаллического фундамента (Зоненшайн и др., 1992; Hutchinson, 1992). Многоканальное профилирование было продолжено американскими специалистами в 1992 г., но его результаты пока не опубликованы и вряд ли внесут серьезные изменения в представления, основанные на данных профилирования 1989 г.

Что же касается одноканального профилирования, то его результаты системно собирались и анализировались К.Г. Леви и его коллегами, начиная еще с сейсмоакустических работ кафедры геофизики МГУ по договору с ИЗК в конце 70-х гг. В результате удалось составить первую карту разломной тектоники впадины оз. Байкал и его ближайшего наземного окружения и показать довольно высокую плотность разломов в подводной части впадины и разделение ее на ряд более мелких структур, образующих в совокупности сложный ансамбль тектонических форм, порожденный раздвиго-сдвиговыми движениями. Конечно, не все закартированные по результатам сейсмоакустики разломы проникают до фундамента. Часть их задевает только верхние десятки и первые сотни метров осадочной толщи. Тем не менее вывод о высокой плотности разломов и значительной рассеченности фундамента Байкальской впадины тектоническими разрывами сохраняет свое значение. Это особенно относится к Южнобайкальской впадине, являющейся наиболее древним звеном всей совокупности впадин Байкальской рифтовой зоны.

Наконец, нужно упомянуть о соучастии Института в реализации Международного проекта “Байкал - бурение” (Россия, США, Япония). А.А. Бухаров (заместитель директора ИЗК по науке до 1995 г.) сыграл заметную роль в период подготовки и вывода баржи- платформы для бурения со льда против устья р. Бугульдейки в 7 км от западного берега, где была пробурена (февраль-апрель 1993 г.) первая 102-метровая скважина. Сотрудниками Института проведено литолого-минералогическое и палинологическое изучение разреза этой скважины и выполнены определения теплопроводности керна. Те же виды исследований запланированы по разрезу 300-метровой скважины, пробуренной со льда на Академическом хребте зимой-ранней весной 1996 г.

Таким образом, в мировом контексте изучения кайнозойского континентального рифгогенеза Байкальский рифт стал и продолжает быть ареной широкого международного сотрудничества и именно благодаря этому исследование проблем рифтогенеза в ИЗК СО РАН протекало достаточно активно несмотря на явно ущербное финансирование в 1991-1996 гг.

Нужно иметь в виду, что в данную статью включена только часть результатов, касающаяся главным образом геологической стороны строения и развития Байкальского рифта. Много свежих данных на эту тему содержится в других статьях этой книги, посвященных глубинному строению, сейсмичности, сейсмогеодинамике и термическому режиму литосферы Монголо-Сибирского региона в целом.

Магматизм и геодинамика

Особенности геодинамики континентальных рифтовых систем выявляются при изучении сопровождающего их магматизма. В зависимости от преобладания местного глубинного или внешнего удаленного факторов рифтогенной активизации различаются две магматические модели: 1 - модель горячего пятна и 2 - модель синтектонического плавления в зоне растяжения литосферы.

В рамках первой модели подъем горячего материала из земных глубин должен приводить к аномальному разогреву и плавлению весьма обширной области подлитосферной мантии. Движение плиты над фиксированной в подлитосферной мантии горячей струей обычно выражается образованием линейной цепи вулканов, последовательно меняющих возраст в одном направлении. В мантийной струе и внутренней наиболее разогретой части горячего пятна достигается большая степень частичного плавления, благоприятствующая энергичному конвективному движению материала, и создаются условия для геохимически однородного магматизма. Конвективное тепловое воздействие горячего материала на нижнюю часть литосферы вызывает ее плавление, а образовавшиеся выплавки примешиваются к подлитосферным расплавам.

Вторая модель предполагает тектоническую активизацию литосферы за счет бокового стресса. В этой обстановке магматические процессы должны развиваться крайне неравномерно и ограничиваться в своем распространении участками концентрации тектонических напряжений в зонах крупных лигосферных разломов. Главным фактором магмообразования становится плавление во внутрилитосферных дискретных очагах. Естественно, что в процессе эволюции разных частей одной и той же рифтовой системы подлитосферный разогрев и внутрилитосферные деформации, вызванные процессами межплитного взаимодействия, могут существенно меняться.

Выполненные детальные исследования магмагизма Байкальской рифтовой системы показывают сходство обстановки горячего пятна на ее юго-западном фланге с такой же обстановкой в районе Йеллоустоуна на Западе США. Обстановки магматизма зон растяжения литосферы в Байкальской рифтовой системе рассматриваются в сравнении с обстановкой в районе вулканического поля Рунгве, расположенного на перемычке между впадинами Малави и Руква в Восточной Африке.

Структурное положение вулканизма. В Байкальской рифтовой системе имеются крупные одиночные долины (Южнобайкальская, Тункинская, Чарская) и группы субпараллельных впадин, объединяющихся в сегменты растяжения (Баргузин-Северобайкальский, Хубсугул-Бусийнгольский, Рель-Верхнеангарский, Ципа-Муяканский, Муя-Удоканский). Три последние составляют северо-восточный фланг. Судя по кулисному расположению впадин, в двух из них присутствует сдвиговая компонента. Муя-Удоканский сегмент характеризуется более сложными деформациями. В южной части Цина-Муяканского сегмента находится Витимское вулканическое поле, а в восточной части Муя-Удоканского - Удоканское. Субмеридиональные сегменты были активны в среднем миоцене, а субширотные - начиная с позднего миоцена (Рассказов, 1996). Баргузин-Северобайкальский и Хубсугул-Бусийнгольский сегменты образовались при растяжении коры в поперечном направлении по отношению к простиранию структур (рис. 1).

кайнозойский континентальный рифтовый

Рис. 1. Главные структурные элементы и пространственное распределение вулканизма на западном и восточном флангах Байкальской рифтовой системы: 1 - лавовые поля; 2 - озерные котловины (ЮБ- Южнобайкальская); 3 - суходольные впадины (Т - Тункинская, Ч - Чарская); 4 - малые Амалатские впадины; 5 - сегмент растяжения со сдвиговой компонентой; 6 - сегмент поперечного растяжения; 7 - подковообразное поднятие высоких гор; 8 - след горячей струи (млн лет назад).

Лавы Витимского вулканического поля перекрывают хорошо развитую сеть речных палеодолин, формировавшихся во время максимальных среднемиоценовых тектонических движений в Ципа-Муяканском сегменте. И восточной части поля выделяется погребенное под лавами сводовое поднятие Антасе диаметром до 90 км. Образование свода сопровождало локальное внедрение горячего материала в литосферу и ее проплавление до подошвы коры. С запада к своду примыкают три малые рифтовые палеодолины протяженностью около 40 км, простирающиеся на восток-северо-восток.

В районе Удоканского вулканического пол происходит взаимное пространственное наложение позднекайнозойских деформационный полей северо-восточной части Байкальской рифговой системы и западной части Олекмо-Становой орогенной системы. В первой преобладает северо-западное растяжение. Ее активные разломы - сбросы. Субширотные разломы характеризуются левосторонней сдвиговой компонентой (Шерман, Леви, 1978). В Олекмо-Становой системе имеются районы растяжения и сжатия коры и проявлены различные кинематические типы разрывов включая взбросы. Субширотные разломы имеют правостороннюю сдвиговую компоненту (Имаев и др., 1994). Образование Олеймо-Становой системы связано с позднекайнозойской сменой тектонического режима задугового растяжения в Японском море режимом сжатия, установившимся вследствие столкновения Бонинской дуги с дугой Хонсю.

Вулканическое поле Рунгве находится в paйоне сочленения впадин Сонгве, Каронга и Усангу Западной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы. Местоположения впадин контролируется раннепротерозойскими поясами Убенде и Усагару, ограничивающими Танзанийский кратон с юго-запада и юго-востока.

На юго-западном фланге Байкальской рифтовой системы раннемиоценовому вулканизму у края Шарыжалгайского выступа Сибирское платформы предшествовало образование Бельского свода диаметром 110 км. Оно сопровождало начальное внедрение Восточносаянской горячей струи (Рассказов, 1991). Основным структурным элементом юго-западного фланга является обширное Окинское плоскогорье, окруженное с трех сторон высокогорным поднятием параболической формы. Оно образовалось в результате конвективное радиального течения горячего материала от Восточносаянской мантийной струи при ее наталкивании на подошву литосферной плиты, медленно смещающейся к востоку. В четвертичное время Восточносаянская струя находилась под Восточнотувинским вулканическим полем (Рассказов, 1994). Базальтовые лавы изливались во внутренней части поднятия, образовав Окинское вулканическое поле, и распространялись на окружающей ею территории, пространственно подчеркивая конфигурацию этого поднятия (рис. 1).

След Йеллоустоунского горячего пятна протягивается на 700 км из центральной части провинции Бассейнов и Хребтов к северо-востоку, на территорию Вайомингского кратона. В четвертичное время мантийная струя находилась в Йеллоустоуне. Этот район является центром параболы поднятых горных хребтов, охватывающих восточную часть равнины Снейк Ривер. Поднятие образовалось в результате конвективного радиального течения горячего материала от Йеллоустоунской мантийной струи при ее наталкивании на подошву литосферной плиты, смещавшейся в интервале 17-10 млн лет назад к восток-северо-востоку, а начиная с 10 млн лет назад - к северо-востоку (Pierce, Morgan, 1991).

Пространственно-временное распределение вулканизма. Вся территория Витимского поля была охвачена вулканизмом в интервале среднего-позднего миоцена 15-8 млн лет назад. На плиоцен-четвертичном этапе произошло его сокращение с локализацией извержений в восточной части поля.

Пространственно-временное распределение вулканизма на Удоканском поле отражает неравномерные тектонические движения в сопряженных между собой частях Байкальской и Олекмо-Становой подвижных систем. Первые извержения лав в его северной части произошли около 14 млн лет назад одновременно с началом прогибания Чарской рифтовой впадины и были связаны с усилением растяжения в Кодаро-Удоканской ослабленной зоне внутренней части Алданского щита. Более поздние извержения сместились южнее и показывают три импульса тектонических движений в Становом и Чукчудинском швах щита в интервалах 9.6-7.4, 4.0-2.6 и 1.8-0.002 млн лет назад. Активизация швов отражает динамику Олекмо-Становой орогенной системы. Усиление рифтогенеза в северной части Удоканского поля обусловило возобновление вулканизма в интервале 3.2-2.4 млн лет назад (рис. 2) (Рассказов и др., 1997).

Импульсный характер вулканизма отчетливо выражен на поле Рунгве, где имеются эпизоды извержений 8.6-5.6, 2.2-1.6 млн лет назад и начиная с 0.57 млн лет назад до настоящего времени.

В центральной части Окинского плоскогорья вулканизм был сосредоточен в раннем-среднем миоцене 20-12 млн лет назад. В плиоцене 5-1.6 млн лет назад извержения сместились в западном и южном направлениях к обрамляющим плоскогорье хребтам Мунку-Сардык и Большой Саян (Рассказов, 1991, 1993).

В Йеллоустоунском горячем пятне 17-10 млн лет назад происходили объемные излияния толеитовых базальтов Коламбия Ривер - плато Орегон. Начиная с 10 млн лет назад формировался след горячей струи в окружении параболического поднятия на равнине Снейк Ривер.

Рис. 2. Схема развития вулканизма Удоканского поля.

Магматизм структур растяжения. Щелочные оливиновые базальты и базаниты западной части Витимского поля, лейкобазальты, базаниты, пикробазальты, титанистые оливиновые толеиты в его восточной части образовались в дискретных внутрилитосферных магматических очагах. Широкие вариации микроэлементов и изотопный состав лав показывают вовлечение в плавление в различной степени обедненного материала литосферной мантии.

В отличие от лав Окинекого поля, в лавах Витимского поля имеется отчетливая корреляция Zr/Y отношений с Zr. Наклон тренда предполагает контроль состава магматических выплавок главным образом равновесием клинопироксен - расплав. Широкие вариации K/Nb и Ba/Rb отношений обусловлены изменением пропорций слюды и амфибола в плавившейся мантии. Высокощелочные лавы с низкими Zr/Y и Zr/Nb отношениями и более высокими, чем в умереннощелочных лавах, стронциевыми изотопными отношениями могут представлять собой обогащенный подлитосферный или литосферный материал.

На Удоканском поле в активизированной Кодаро-Удоканской зоне рифтогенные лавы 14 млн лет назад были представлены высококалиевыми оливиновыми мелалейцититами. Затем в интервале 3.2-2.6млн лет назад извергались щелочные оливиновые базальты, а 2.6-2.4 млн лет назад - обогащенные калием базаниты. С орогенезом в Олекмо-Становой системе сопряжены извержения лав умереннощелочной и высокощелочной дифференцированных серий активизированной Чукчудинской зоны. Умереннощелочная серия включает ряд пород от щелочного оливинового базальта до трахита, а высокощелочная серия - низкокалиевый ряд от базанита до фонобазанита. В интервале 10-2.6 млн лет назад перемежались лавы обеих серий. В последние 1.8 мин лет в западной части поля изливались лавы умереннощелочной серии.

Вариации изотопного состава Sr, Nd и Pb показывают образование магматических расплавов при плавлении пород верхней мантии и коры (Рассказов и др., 1995). Базаниты выплавлялись из обедненной мантии. Редкие составы относятся к обогащенной мантии с низкими отношениями изотопов стронция и неодима (?Nd до -7.2). Щелочные оливиновые базальты содержат компоненты менее обедненной мантии или коры. Более радиогенный изотопный состав свинца при пониженных изотопных отношениях ²⁰⁷Рb/²⁰⁴Рb в лавовых сериях центральной и восточной частей Чукчудинской зоны указывает на вовлечение в плавление более молодого лигосферного материала, чем в Кодаро-Удоканской зоне.

Вовлекавшийся в плавление материал этих зон относится к разным глубинным уровням литосферной мантии. В Кодаро-Удоканской зоне около 14 млн лет назад плавилась гранат-слюдосодержащая мантия, в интервале 3.2-2.6 млн лет назад вовлекалась в плавление нижняя кора, а 2.6-2.4 млн лет назад расплавы поступали из сравнительно малоглубинной амфиболсодержащей мантии. В Чукчудинской зоне 10-2.6 млн лет назад расплавы поднимались из дискретных мантийных и нижнекоровых очагов, а начиная с 1.8 млн лет назад, - преимущественно с раздела кора-мантия.

Оливиновые мелалейцититы являются производными плавления литосферной мантии Кодаро-Удоканской зоны, аномально обедненной Рb и Y (Y/Ho = 22; Се/Pb = 20). Более поздние щелочные оливиновые базальты и базаниты Кодаро-Удоканской зоны образуют ряды смешения этого компонета с компонентом, в котором концентрации Рb и Y отвечают составу недифференцированной мантии. Щелочно-оливин-базальтовые лавы, излившиеся около 2.6 млн лет назад, образовались при смешении этого же компонента с компонентом нижней коры. В Чукчудинской зоне так же имеется аномальное обеднение мантийных пород Рb и Y, наиболее отчетливо проявленное в самых молодых лавах западной части Чукчудинской зоны, излившихся в последние 1,8 млн лет. В отличие от Кодаро-Удоканской зоны, в базанитах центральной части Чукчудинской зоны преобладает компонент, сопоставимый с базальтами океанических островов. Не исключено, что он представляет coбой материал горячей струи. Перемежающиеся с базанитами щелочные оливиновые базальты смещены к составам недифференцированной мантии и коры (рис. 3). Однонаправленное смещение вулканизма с востока на запад вдоль Чукчудинской зоны может интерпретироваться в связи с движением Евразиатской плиты к востоку над фиксированной в мантии горячей струей.

Рис. 3. Вариации мантийных и коровых компонентов в лавах активизированных зон Удоканского поля на диаграмме Y/Ho - Се/Pb (данные ICP-MS). В координатах обозначенных конечных компонентов 14 млн лет назад происходило начальное плавление мантии Кодаро-Удоканской зоны, обедненной иттрием и свинцом (Y+Pb) и последующее смешение эта материала с выплавками других литосферных компонентов (Y - компонент, обедненный иттрием). В Чукчудинской зоне присутствует компонент, подобный базальтам океанических островов (OIB), который может представлять собой материал подлитосферной горячей струи.

В вулканитах поля Рунгве имеется отрицательная аномалия Zr и Нf. Корреляция Zr и Th, обычно свойственная мантийным расплавам, отсутствует. Эти и другие микроэлементные характеристики, а также изотопный состав лав (рис. 4) показывают вовлечение в плавление метасоматически обогащенного материала литосферы в дискретных магматических очагах (Ivanov et al., 1996).

Рис. 4. Вариации степени частичного плавления и соотношений мантийных компонентов диаграммах Zr/Sm - Th и Zr/Sm - ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в щелочноультраосновных и щелочнобазальтовых лавах поля Рунгве (микроэлементы по данным ICP-MS). 1 - базальты, базаниты; 2 - оливиновые меланефелиты; 3, 4 - средние составы лав Тессенского грабена и Ханнуобы (Wedepohl, 1985; Zhi et al., 1990).

Магматизм внутренних частей горячих пятен. В центральной части Окинского плоскогорья в раннем-среднем миоцене изливались однородные в геохимическом отношении щелочные оливиновые базальты и оливиновые толеиты. Низкие Zr/Y отношения и отсутствие корреляции Zr/Y отношений с концентрациями Zr в лавах указывают на высокую степень плавления гранатсодержащей мантии. С этим выводом согласуется узкий диапазон концентраций и отношений пар несовместимых элементов со сходными коэффициентами распределения твердые фазы - расплав (K-Nb, Ba-Rb). При низких степенях плавления, когда в мантийных породах сохраняются слюда и амфибол, отношения K/Nb, Ba/Rb должны были существенно варьировать в зависимости от соотношений этих минеральных фаз. Показателем дренирования глубин мантии мощной флюидопроводящей системой (струей) служит аномальная окислительная обстановка магматизма (fO₂ выше буфера NNO) (Рассказов, Иванов, 1996).

Материал малых степеней плавления обедненной мантийной части литосферы примешивался к подлитосферному материалу только на позднем этапе извержений лав в периферии Окинского плоскогорья (Рассказов, 1991; Рассказов, Иванов, 1996). Это выражается в повышении концентраций совместимых элементов (Ni, Сr), расширении диапазона отношений несовместимых элементов (Zr/Nb, Zr/Y, La/Се, K/Nb, Ba/Rb, K/Rb) и появлении составов, образовавшихся в менее окислительной обстановке, соответствующей буферу QMF. Подобные вариации окислительной обстановки свойственны для Гавайского горячего пятна.

В Йеллоустоунском горячем пятне на равнине Снейк Ривер изливались оливиновые толеиты с высокими отношениями изотопов стронция и низкими отношениями изотопов неодима. Имеется полный ряд смешения этих расплавов с выплавками из обедненной литосферы.

Новые данные о структуре и осадконакоплении в Байкальской впадине

Сейсмоакустические исследования. Первые сейсмоакустические исследования на озере Байкал были проведены в 1977-1982 гг. силами геофизиков Московского госуниверситета, Института земной коры СО РАН и Института океанологии РАН. Сейсмоакустические профили были сконцентрированы главным образом на Северном Байкале. С 1982 по 1988 г. сейсмоакустические работы на Байкале не проводились и были продолжены лишь в 1989 г. по инициативе Лимнологического института СО РАН, Геологического института РАН и Гамбургского университета (Германия). Серия сейсмоакустических профилей 1989 г. располагалась главным образом на юге озера Байкал, тогда как акватория Центральной котловины оставалась слабоизученной. В 1991-1992 годах одноканальное сейсмоакустическое профилирование было продолжено Объединённым институтом геологии, геофизики и минералогии СО РАН при участии Института земной коры СО РАН. Сейсмоакустические профили прокладывались так, чтобы заполнить образовавшиеся "белые пятна" после ранее проведённых исследований, и покрыли более или менее равномерной сеткой Северо-Байкальскую котловину. Параллельно в 1990-1992 годах сотрудники Лимнологического института СО РАН и Геологической службы США (Вудс Хол) выполнили около 3600 км сейсмоакустических профилей с высоким разрешением. Параллельно с сейсмоакустическими исследованиями на озере ИЗК СО РАН были организованы специальные структурно-геологические работы на берегах озера, которые преследовали цели картирования активных разломов на суше и прослеживания их на дне озера по материалам сейсмических исследований и подготовки карты активных разломов Байкальской впадины и прилегающих территорий.

Сейсмоакустические записи позволили обнаружить целый ряд деталей внутреннего строения осадочного тела под оз. Байкал, установить складчатые формы залегания пластов и многочисленные разломы, пересекающие их и часто выходящие в дно озера. Мощность изученного разреза на профилях не превышает 1500 м, что позволяет судить только о плиоцен-четвертичном этапе эволюции осадочного бассейна. На рис. 5 в качестве примера приведены профили, проложенные в южной котловине озера, а их местоположение показано на рис. 7.

В результате совместных сейсмоакустических и структурно-геологических исследований была составлена карта активных разломов Байкальской впадины в масштабе 11:10000 00 (рис.6) и выполнено ее структурное районирование (рис. 7).

Рис. 5. Сейсмоакустические профили №4 и №17 (расположение профилей см. на рис. 7).

Рис. 6. Схема активных разломов Байкальской впадины: 1 - главные рифтогенные разломы; 2-4 - активные разломы: 2 - сбросы, 3 - сбросо-сдвиги, 4 - с неустановленным типом смещений; 5 - поля кайнозойских базальтов.

Рис. 7.

В отличие от прошлых представлений о внутренней структуре впадины, базировавшихся главным образом на знании разломной тектоники прибрежного горного обрамления, был выявлен комплекс более мелких структурных элементов, контролирующих процессы седиментогенеза и, в конечном итоге, сейсмичности. Коротко остановимся на описании этих элементов.

На рис. 7 отчетливо видны основные структурные элементы Байкальской рифтогенной впадины и сопредельных территорий. Это прежде всего зоны крупных активных разломов - Главного Саянского, Тункинского, Обручевского, Приморского, Баргузинского и других, контролирующих развитие структуры Байкальской рифтовой зоны в кайнозое. Байкальская впадина делится на две крупные впадины: Южнобайкальскую и Северобайкальскую, разграниченные междувпадинной перемычкой острова Ольхон и подводным Академическим хребтом, что уже отмечалось ранее (Logatchev, 1993). Однако по батиметрии и рисунку разрывных элементов большая Южнобайкальская впадина отчетливо разделяется на собственно Южнобайкальскую и Среднебайкальскую. Сами эти котловины неоднородны по своей внутренней структуре и состоят из еще более мелких депрессий, отличающихся по строению и морфологии.

Южнобайкальская котловина включает в себя Култукскую и Мишихинскую депрессии (см. рис. 7). Култукская - ограничена с севера Обручевским, с запада - Главным Саянским, с востока - Ангарским разломами и с юга системой активных разломов Черского. Этот ромбовидный тектонический блок отличается развитием складчатых деформаций в кайнозойских осадках, о чем говорилось выше, и присутствием в них немногочисленных разрывов. Главным, однако, здесь является то, что складки в осадках, вероятно, образовались в результате левосторонних сдвиговых перемещений в основании впадины.

Мишихинская депрессия ограничена с запада Ангарским разломом, с севера - подводным продолжением Обручевского сбросо-сдвига, а на юге - разломом Черского. Характерным для этой депрессии является мелкоблоковое строение осадочного тела. Здесь почти отсутствуют складки в осадочном теле, осадки залегают субгоризонтально, но возраст разрывов определить достаточно трудно, так как мы не располагаем знанием о геометрии среды глубже полутора километров под дном озера. Известно только, что кристаллический фундамент здесь залегает на глубине более 8 км под уровнем озера (Селезнев, 1994). Важным, пожалуй, является и тот факт, что разрывы в Мишихинской депрессии располагаются субпараллельно ее бортам, но в конечном итоге по мере прослеживания их на восток обнаруживается, что они сходятся в узкую тектоническую зону на широте пос. Посольск, которая далее поворачивает на северо-восток и участвует в структуре одного из грабенов Среднебайкальской котловины.

И последнее, что следует здесь отметить, - структурная роль Ангарского разлома. Он, вероятно, является древним докайнозойским элементом земной коры, активизированным в процессе рифгогенеза. На кайнозойском этапе он представляет собой правосторонний сдвиго-взброс. Значительных тектонических перемещений по разлому, вероятно, не происходило, хотя он и является довольно протяженной структурой, прослеживающейся вдоль долины р. Ангары из внутреннего поля Иркутского амфитеатра в Забайкалье (см. рис. 6). Вероятно, в кайнозое он играл роль некоего экрана, определившего различия в стиле тектонического развития Култукской и Мишихинской депрессий. Окончательно его роль может быть выяснена в процессе кинематического анализа раскрытия Байкальской впадины, первые результаты которого были опубликованы ранее (Balla et al., 1991).

В Среднебайкальской котловине отчетливо различаются по меньшей мере пять структурных элементов - Селенгино-Усть-Баргузинский грабен, гребневидный горст Посольской Банки, грабен Бугульдейский коридор, Приольхонский грабен и Святоносское поднятие. Однако выделение грабена Бугульдейский коридор является чисто условным. Так назван активизированный в плиоцен-четвертичное время фрагмент Приольхонского грабена.

Выше упоминалось, что Среднебайкальская котловина, будучи морфологически единым элементом Байкальской впадины, состоит из двух линейных грабенов, различающихся по степени активности на современном этапе ее эволюции, и вообще наиболее сложно организована по сравнению с другими рифтогенными впадинами.

Приольхонский грабен является узким протяженным элементом Среднебайкальской впадины и располагается вдоль ее СЗ борта от широты мыса Б. Кадильный до суходольной впадины р. Сосновки на восточном берегу Северобайкальской котловины, огибая полуостров Св. Нос с запада. Морфологическая выраженность этого грабена в рельефе дна по простиранию меняется. Местами это действительно грабен, а местами это высокая тектоническая ступень. Во многих местах грабен пересечен поперечными зонами разломов широтного и северо-западного простирания. Эти разломы - главным образом сдвиги или сбросо-сдвиги. От расположенного восточнее Селенгино-Усть-Баргузинского грабена он отделяется системой продольных, достаточно высоко поднятых гребневидных перемычек, сочленяющихся между собой тектоническими ступенями. Характер и морфология тектонических ступеней хорошо видны на сейсмоакустических записях ряда профилей, тогда как гребневидные перемычки - Посольская Банка, полуостров Св. Нос, - морфологически выражены в субаквальном и наземном рельефе.

Гребневидный горст Посольской банки играет важную роль в эволюции той части Байкальской впадины, которая непосредственно примыкает к дельте р. Селенги. Со стороны СЗ замыкания горст изучался с помощью подводного обитаемого аппарата "Пайсис" (Богданов, Зоненшайн, 1992). Было установлено, в частности, что в нижней части склона, образованного разломом, примерно на глубине 800 м выходят на поверхность миоценовые отложения, которые и прослеживаются почти до самой вершины банки. Это говорит о том, что поднятие горста началось, вероятно, в плиоцене. Он определенно моложе образований дельты р. Селенги (Logatchev, 1993) и, вероятно, оказал существенное влияние на ее развитие в плиоцен-четвертичное время, ограничив проникновение дельтовых отложений в грабен Бугульдейского коридора. Этот горст протягивается в виде морфологически выраженного поднятия на СВ до широты устья р. Анги, а далее на СВ прослеживается в виде тектонической ступени, являясь естественным разграничением Приольхонского и Селенгино-Усть- Баргузинского грабенов.

Селенгино-Устъ-Баргузинский грабен на современном этапе эволюции Байкальской впадины является ее главным структурным элементом. Он берет свое начало под дельтой р. Селеги на ЮЗ и замыкается на СВ в Баргузинском заливе. На всем своем протяжении он, так же как и Приольхонский грабен, пересечен серией поперечных разломов, часто сбросо-сдвигов. Отличительной чертой этого грабена является его высокая сейсмическая активность. Достаточно сообщить лишь, что за последние 100 с небольшим лет здесь произошло по меньшей мере 5-6 мощных сейсмических событий, одно из которых, состоявшееся зимой 1862 года, привело к образованию известного залива Провал, расположенного на северо-восточном склоне дельты р. Селенги. Селенгино-Усть-Баргузинский грабен сегодня представляется наиболее интересным объектом для изучения проявлений активной тектоники в Байкальской впадине.

Важным структурным элементом Байкальской впадины в целом является междувпадинная перемычка, образованная островом Ольхон и подводным Академическим хребтом - Ольхоно-Академическая перемычка. Она выполняет функцию естественного разграничения между Южно- и Северобайкальской впадинами и интересна тем, что как сухопутной своей части, так и подводной она покрыта тонким слоем кайнозойских осадков. На острове Ольхон эти осадки заполняют небольшие впадины на его северо-западном склоне. На подводном Академическом хребте, судя по результатам сейсмоакустических исследований, толщина кайнозоя не превышает 300 м, и, как предполагается, в разрезе участвуют в основном осадки миоцена, плиоцена и плейстоцена.

Вся перемычка ограничена с СЗ и ЮВ системами активных разломов, но следует отметить, что амплитуды перемещения по разлому ЮВ склона подводного хребта и острова Ольхон имеют значительные величины и оцениваются в несколько км, тогда как на C3 склоне амплитуды тектонических перемещений невелики и распределяются на серию мелких разрывов. Разломы, ограничивающие перемычку, являются отдельными ветвями Приморского разлома, который разветвляется в районе устья р. Бугульдейки.

Северобайкальская впадина, будучи морфологически единой, в действительности состоит из трех впадин - Маломорско-Езовской, Кедровско-Томпудинской и Рель-Кичерской. Внутреннее поле впадин почти не нарушено юными разрывами, а интенсивные деформации имеют место лишь в прибортовых частях впадин. Наиболее тектонически расчлененной является Маломорско-Езовская депрессия. С СЗ и ЮВ она обрамляется протяженными зонами разломов, ответвляющимися от Приморского разлома в районе залива Мухор и пролива Малое Море. Ее наиболее погруженные участки примыкают к СЗ склону подводного Академического хребта. Маломорско-Езовская депрессия - сейсмически слабоактивный элемент Байкальской впадины, как, впрочем, и вся Северобайкальская впадина.

Кедровско-Томпудинская депрессия располагается севернее Маломорско-Езовской и отделяется от нее протяженной зоной разломов. Осадочное тело деформировано и нарушено разрывами только в бортах депрессии на ее юго-западном и северо-восточном замыканиях. Складывается впечатление, что в основании депрессии происходит погружение относительно монолитного блока земной коры, над тектоническими границами которого происходит разрушение единого для Северобайкальской впадины осадочного тела. Депрессия в целом сейсмически слабоактивная, хотя в ее северо-восточной части и наблюдается некоторое увеличение плотности эпицентров слабых землетрясений.

Еще севернее располагается Рель-Кичерская депрессия. Она практически со всех сторон обрамляется разломами, ее внутреннее поле также рассечено разрывами, делящими ее на серию разноуровенных ступеней, а в осевой ее части наблюдается два субпараллельных грабена (рис. 6). Обрамляющие депрессию разломы являются сдвиго-сбросами СЗ и СВ простирания. Из всех трех депрессий, образующих Северобайкальскую впадину, Рель-Кичерская является наиболее сейсмически активной на современном этапе развития.

Таким образом, сейсмоакустические исследования на оз. Байкал, выполненные параллельно со структурно-геологическими наземными работами, позволили впервые отчетливо представить всю сложность внутренней организации этой крупной рифтогенной структуры. Приведенные рисунки позволяют убедиться в том, что Южно- и Северобайкальская впадины, являющиеся главными составными частями рифтогенного бассейна, существенно отличаются друг от друга по тектонической раздробленности осадочного наполнения. Это в свою очередь убеждает нас в том, что оба бассейна на протяжении практически всей истории их становления развивались по-разному. Нам пока до конца не ясны причины большей пассивности Северобайкальской впадины по сравнению с Южнобайкальской. В основе могут лежать две главные причины. Первая - различия геологического строения и пространственной ориентировки древних разломов в фундаменте впадин, вторая - неустойчивость во времени структуры регионального поля напряжений. Для решения этих вопросов оказывается недостаточно данных ни одноканальных, ни многоканальных сейсмоакустических исследований. Необходима постановка комплексных геофизических работ средней глубинности и расчеты напряженности земной коры в интервале глубин до 15 км. Это важно уже потому, что различие тектонических обстановок в разных частях рифтогенного бассейна должно было сказаться на особенностях седиментогенеза и определенным образом влиять на изменение геологических обстановок в его горном обрамлении.

Некоторые данные исследований на подводных обитаемых аппаратах “Пайсис”

Наиболее интересные данные при подводном изучении Байкала получены при обследовании коренных склонов, строение и состав которых отражают некоторые характеристики происхождения и развития каменной чаши озера. Такие материалы были собраны в глубоководных погружениях 1990-91 гг. на восточных-подводных склонах острова Ольхой, в северном подножии острова Большой Ушканий, на дне в траверсе мысов Кедровых, а также в районе мыса Бирхин и залива Бегул.

С восточной стороны острова Ольхон, вблизи мыса Щит, в 3 км от берега, экипаж “Пайсиса” (пилот B.C. Кузин, бортинженер А.В. Львов, наблюдатель-исследователь А.А. Бухаров) впервые достиг наибольшей глубины Байкала - 1637м.

При подъеме вдоль обрывистого подводного склона острова (рис. 8) наблюдались две различные по составу и структуре толщи. Снизу от 1630 м до глубины 1100 м, установлено чередование гнейсогранитов и амфиболитов, пронизанных тонкими жилами мигматитов. Преобладают гнейсограниты. С глубины 1100 до 300 м отмечаются преимущественно амфиболиты и габбро, чередующиеся с гнейсами плагиоклазового состава и гнейсогранитами. Между этими двумя толщами пород установлена тектоническая граница, выраженная пологой зоной рассланцевания мощностью в несколько метров, что позволяет определить ее как надвиг. На продолжении подводного разреза в наземной части острова Ольхон наблюдаются еще две метаморфические толщи, также разделенные четкими надвиговыми границами. Снизу от уреза воды прослеживаются гнейсограниты, чередующиеся с сильно деформированными амфиболитами и мраморами, а выше, после надвиговой поверхности, размещаются мраморы с прослоями биотит-гранат-плагиоклазовых гнейсов.

Рис. 8. Подводный и наземный геологические разрезы юго-восточного склона о-ва Ольхон (в районе мыса Щит): 1 - лейкократовые биотитовые, биотит-амфиболовые гранитогнейсы, плагиогранитогнейсы; 2 - жилы микроклиновых гранитов, гранит-пегматитов, пегматоидных гранитов; 3 - микроклин-плагиоклазовые мигматиты; 4 - амфиболиты, биотит-пироксен-амфиболовые сланцы, габброиды; 5 - кальцитовые, доломитовые мраморы, графитистые кальцифиры; б - бластомилониты зон древних разломов; 7 - донные глины; 8 - крупные осыпи подводного делювия; 9 - зоны неотектонических разломов; 10 - крутые разломы древнего заложения; 11 - надвиги, ограничивающие тектонические пластины, (покровы); 12 - точка погружения (глубина 1637,0 м).

Сравнительный анализ состава и структуры горных пород, наблюдаемых в глубинах Байкала, с геологическими комплексами, слагающими его горное окружение, показал, что подводный склон острова Ольхон сложен одними из самых древних пород, которые встречаются на территории Сибири и в других частях земного шара. Так, нижняя гнейсовая толща соответствует породам шарыжалгайской серии (распространенной на юге Байкала в районе мыса Шарыжалгай), которые имеют абсолютный возраст около 3.7-3.8 млрд лет. Следовательно, в фундаменте впадины Байкала присутствуют древнейшие породы Земли.

Установленные надвиговые границы раздела в подводной и наземной частях острова Ольхон свидетельствуют о покровно-чешуйчатом строении фундамента средней части Байкала. Такое сложное строение дна могло возникнуть в результате коллизионного взаимодействия Сибирской платформы и Баргузинского микроконтинента (Зоненшайн и др., 1990). Возраст столкновения, определенный по данным различных изотопных методов, оценивается в пределах 520-400 млн лет (нижний палеозой).

Остров Большой Ушканий в северной части Байкальской впадины является самым крупным (4.5 х 3 км) в Ушканьем архипелаге. Сравнительная петрографо-литологическая характеристика пород изученного разреза показывает, что гнейсово-карбонатная наземная часть хорошо коррелируется с нижнепротерозойскими комплексами Западного Прибайкалья (сарминской серией пород). Этот же возраст имеют и милонитизированные плагиограниты, наблюдаемые в интервале глубин 550-450 м. Грубовалунные конгломераты и вулканиты-порфироиды (глубины 450-330 м) относятся к среднепротерозойским комплексам пород, слагающих Байкальский хребет.

Таким образом, геологический разрез подводных склонов Ушканьих островов как бы наращивает вверх метаморфические комплексы подводной и наземной частей острова Ольхон. Анализ этих разрезов позволил установить последовательность формирования горных пород фундамента впадины озера Байкал и отразить ее в виде геологической карты и стратиграфической колонки дна, выполненных впервые (Бухаров и др., 1993).

Особый интерес в районе Ушканьих островов имеют находки железомарганцевых конкреций, представляющих собой концентрически-зональные скорлуповатые шаровидные образования, сложенные главным образом минералами железа и марганца. Диаметр таких шаров достигает 3-5 см и более. Сравнение состава байкальских конкреций с подобными образованиями морей и океанов показало существенные их различия. Байкальские конкреции в значительной мере обогащены как марганцем, так и, в особенности, железом (марганца - до 20.3%, железа - 29.4%), при близких для тех и других образований отношениях содержания марганца к железу. По содержанию других элементов (кобальта, никеля, меди и т. д.) байкальские конкреции близки океаническим, однако условия их формирования отличны от океанических глубоководных конкреционных руд. Так, образование основной части океанических конкреций происходит в интервале глубин 1500-4500 м, то есть в пелагических областях. Байкальские же конкреции встречаются на глубинах не более 500 м. Скорости роста конкреций в озере Байкал и в конкрецие- генерирующих районах океанов различаются в несколько раз. Так, в океанах они оцениваются первыми миллиметрами в один миллион лет, что для Байкала совершенно неприемлемо, поскольку для создания конкреции диаметром 50мм при скорости роста от 7 до 5 мм за один миллион лет потребовалось бы от 50 до 10млн лет. Эта цифра, по крайней мере, в 4-5 раз превышает возраст самого Байкала. Таким образом, чрезвычайно быстрый рост железомарганцевых конкреций на дне Байкала, который может быть оценен не менее, чем в 10-15 мм за один миллион лет (не ранее, чем с позднего миоцена), составляет еще одну их отличительную особенность. Все эти интересные и необычные характеристики байкальских железомарганцевых конкреций предстоит еще исследовать дополнительно. Их изучение имеет важное значение для выяснения условий осадко- и рудообразования на дне озера.

В процессе глубоководных погружений получены новые данные о новейших смещениях на дне Байкала, которые оказались более впечатляющими, чем известные формы “живой” тектоники на его берегах. Особенно выразительные современные тектонические формы подводного рельефа выявлены на склонах мыса Бирхин, долины Бегул, мысов Среднего и Северного Кедровых, где выполнено более 10 погружений на “Пайсисе”.